2011, Vol. 54
2. 甘肃省气象局,兰州 730020;
3. 中国气象局成都高原气象研究所,成都 610072
2. Gansu Meteorological Administration, Lanzhou 730020, China;
3. Institute of Plateau Meteorology, CMA, Chengdu 610072, China
陆面物理量的变化是陆-气之间物质和能量交换的本质反映，是气候系统响应太阳辐射强迫及气候系统内各圈层之间相互作用的关键环节[1， 2].近年来，全球气候变化研究热潮带动了地表辐射收支和能量平衡等这些基础性研究领域的兴起[3~5].国际上，全球能量和水循环试验计划(GEWEX)已经在全球代表性地区对陆面物理过程进行了十多年的观测试验和数值模拟研究.近20 多年来，我国也相继对西北干旱区和青藏高原等地区进行了持续的陆面过程观测试验研究[6， 7]，并对这些地区陆面物理量的变化规律有了比较丰富的认识[8， 9].
黄土高原地区北起阴山，南至秦岭，西抵日月山，东到太行山，总面积达62.68万km2.它既处在东亚夏季风和南亚夏季风影响的边缘区，又是我国东西水分梯度带和南北热量梯度带的交叉区.其陆面物理特征不仅空间差异大和季节变化十分明显，而且对季风进退和强弱变化的响应也比较敏感[10]，是全球十分独特的陆地类型[11].与西北干旱区的沙壤、东北地区的黑壤和西南地区的红壤等土壤类型下垫面相比，以黄壤为主的黄土高原下垫面的陆面物理量具有更明显的区域特征.同时，有研究表明[12， 13]，气候变暖和人类活动对该地区生态环境的影响也十分严重，这在一定程度上还会造成该地区陆面物理过程的时、空变异.
虽然，对黄土高原地区陆面物理特征已经开展了一些零散的观测试验研究[14~16]，并且取得了一些初步的研究结果[17~20].但以往试验研究的观测手段比较单一、观测时段比较短，观测结果主要反映典型晴天陆面物理量的初步特征，并没有深入揭示黄土高原地区陆面辐射收支和能量平衡的气候规律，这影响了对黄土高原陆面物理过程气候学意义的深入认识和理解[21].因此，国家自然科学基金重点项目“黄土高原陆面过程试验研究(LOPEX)"把系统认识黄土高原陆面物理过程特征作为主要研究目标之一[22].本文将利用定西站的陆面过程综合观测资料，研究黄土高原中西部地区的陆面水热特征、辐射收支和能量平衡的变化规律，探讨陆面物理过程与气候和气候变化的相互作用关系.
2 观测资料介绍本文研究资料来自黄土高原中西部地区的定西陆面过程综合观测试验站(Dingxi Integrated Experimental Observatory of Land Surface Processes, DOLP)的长期观测.该观测试验站是正在开展的LOPEX 试验的三个固定观测试验点之一[21]，位于35°35′N 和104°37′E，海拔高度为1896.7m, 地处黄土高原抬高延伸区，是典型的多沟壑黄土地貌区；年平均降水386.0mm, 最大可蒸发量达1400 mm 以上，属于半干旱气候区，处夏季风影响边缘.观测试验场地为雨养旱作农田，相对比较平坦.
该观测试验站设置了涡度相关系统、辐射观测系统、微气象观测系统.超声涡动仪为Compbell公司生产的CSAT3型，架设在2m 高度，可以观测近地层动量、感热和潜热通量及三维平均风速；微气象塔高16m, 共有5 层风、温、湿观测仪器，分别安装在1、2、4、10 m 和16 m 高度，温、湿度仪采用HMP45D 传感器，风速仪采用WAA151传感器.土壤温度测量采用铂电阻温度计，分别埋设在地表、5、10、20、30、50、80cm 深度；土壤热通量板有2个，均埋设在2cm 深度.土壤湿度观测采用TDR 土壤水分仪，分别埋设在10、20、30、50、80cm 深度.这些观测仪器的精度和性能均已在有关文献[11]中介绍.
为了能够客观认识陆面物理量的全年变化规律，本文特意选取了2004 年11 月~2005 年10 月完整一年的观测资料进行分析.这段时间的观测设备比较稳定，观测资料比较完整，资料质量相对比较高，年降水和温度也属于正常年份，所以观测资料比较可靠和有代表性.观测场种植春小麦，2005 年3月17日播种，5月24日拔节，植株高度为25cm；乳熟期为7月10日，植株高度为63cm；到7月28日成熟收割，其余时段基本为裸土.从图 1 看出，这一年期间，降水主要发生在夏、秋季，冬、春季降水很少；5~10月降水形态为雨水，11~2 月降水形态为雪，其他月份雨雪交加.所用时间为北京时.本文分析中将用到的地表反照率和Bowen 比由下列公式计算得到:
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图 1 观测站2004年11月~2005年10 月降水量的分布特征，横坐标数字为:年-月 Fig. 1 Distribution characteristics of precipitation from Nov 2004 to Oct 2005 |
式中，α表示反照率，β表示Bowen比；Q和R分别是总辐射和反射辐射，H和λE分别是感热和潜热通量，它们均可直接观测或通过简单计算得到.
3 土壤温、湿特征土壤温度和湿度是最直观的陆面物理特征，太阳辐射和降水变化均可引起土壤温度的响应.图 2是2004年11月~2005年10月土壤温度各月平均日变化分布和各月平均土壤温度垂直廓线分布.可见，表层、5cm、10cm 深度的土壤温度有比较明显日变化，20cm、30cm 深度的土壤温度仅有轻微日变化，而50cm、80cm 深度的土壤温度基本没有日变化，这说明温度活动层基本为10cm 厚，要明显比其他地区浅一些，甚至比西北干旱区还要浅[23].不过，从表面至80cm 的土壤温度均有明显的年循环形态.
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图 2 2004年11月~2005年10月土壤温度各月平均日变化分布(a)和各月平均土壤温度垂直廓线分布(b) Fig. 2 Mean daily variation (a) and vertical protile (b) of soil temperature for months from Nov 2004 to Oct 2005 |
表层、5、10、20、30cm深度的温度日峰值分别出现在14:00、15:30、17:00、20:00、23:00左右，日谷值则分别出现在6:00、7:00、8:30、11:00、13:00左右.日峰值和谷值出现时间均随深度逐渐后延，日峰值每10cm 延后3h左右，日谷值每10cm 延后2h左右，土壤温度日波动向深层传播过程规律非常明显.
从年变化来看，表层最高温度出现在6月份，而5、10、20、30、50、80cm 深度的最高温度出现在7月份；表层、5、10、20、30、50cm 深度的最低温度出现在1月份，而80cm深度的最低温度出现在2 月份.与西北干旱区相比[24]，年最低温度出现时间基本一致，但年最高温度出现时间要大约早1个月左右，并且土壤温度年较差和日较差也要比西北干旱区更小.这与黄土高原土壤相对较湿润和夏季风降水影响有关.
图 2b表明，从8月开始至9月，土壤5cm 深处出现了一个低温层，这与7 月底小麦收割后地表热量交换过程的调整有关.因为没有了小麦冠层遮蔽，8月份的白天地表加热变得更加直接，这会使8 月表层土壤温度下降的幅度比下层土壤的小得多，并且这个影响在9月以后才逐渐消除.
降水和土壤温度的气候特征影响着土壤湿度的分布形态.图 3a中给出了全年土壤湿度各月平均日变化分布.很显然，仅10cm 和20cm 深的土壤湿度有比较明显的日变化，其余3 层土壤湿度基本没有日变化，这说明土壤水分活动层厚度基本在20cm左右，这与干旱区的观测结果基本相当[25].从全年来看，10、20、30、50、80cm 深度的土壤湿度均有变化，而且表现为1月最干燥、6月最湿润的年循环特征.不过，10cm、20cm 深度的年变化要更显著一些，其他3层的变化要平缓得多.比较发现，西北干旱区土壤湿度年变化趋势几乎主要受蒸发过程控制，所以与温度变化比较一致[24]；而黄土高原地区土壤湿度年循环的位相与之相反，似乎受降水影响更大一些.
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图 3 2004年11月~2005年10月土壤湿度各月平均日变化分布(a)和各月平均土壤湿度垂直廓线分布(b) Fig. 3 Mean daily variation (a) and vertical profile (b) of soil moisture for months from Nov 2004 to Oct 2005 |
图 3b给出的各月平均土壤湿度垂直廓线分布表明，土壤湿度垂直分布有两点很特殊:首先，30cm深处是土壤的一个“湿层"，向上和向下均逐渐变干，这说明黄土高原定西地区降水对土壤湿度的显著影响范围一般能达到30cm 左右，而蒸散对土壤湿度的影响范围要更浅一些，可能在20cm 左右[24].同时，由于作物根系的水分输送作用也会影响土壤水分的分布，这可能也是造成30cm 土壤湿度最大的一个影响因素.其次，6月和7月的10cm 深度土壤湿度发生逆转，变得比下层土壤更湿，出现了浅层土壤逆湿分布现象，这主要与降水累积效应与蒸散作用对浅层土壤湿度的综合影响有关，当降水与蒸发平衡后的剩余水分累积达到一定程度后就会逐渐改变土壤湿度廓线结构，出现浅层土壤逆湿[26].所以，浅层土壤逆湿现象并不一定出现在降水最强的月份，而是出现在水分平衡剩余量累积最多的月份或其后的月份.
黄土高原地区的降水量明显比干旱区大，这不仅直接影响到土壤湿度，而且还会间接影响到地表能量平衡特征.由图 4可以看出，虽然该地区感热通量对土壤湿度的响应并不敏感，但潜热通量随土壤湿度增加而增加的趋势非常显著.这会使黄土高原地区的潜热通量明显大于西北干旱区.
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图 4 土壤湿度与潜热通量(a)、感热通量(b)的相关关系 Fig. 4 Relationship of soil moisture with latent heat flux (a) and sensible heat flux (b) |
土壤温度和湿度变化特征会直接影响陆面辐射收支和能量平衡过程.图 5表明，全年各月平均辐射收支分量均具有明显的日循环特征，总辐射和反射辐射日峰值分别出现在12:30和13:00，并且日峰值均在6月最大，分别约为750 W·m-2和150 W·m-2；在12月最小，分别不到400 W·m-2和100 W·m-2.其年变化的位相分布与西北干旱区基本一致，但峰值要明显低得多，西北干旱区总辐射和反射辐射日峰值有时可超过1000W·m-2和200W·m-2[27， 28].
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图 5 2004年11月~2005年10月陆面辐射收支分量各月平均日变化特征的比较 Fig. 5 Comparison of mean daily variation of land-surface radiation componentsfor each month from Nov 2004 to Oct 2005 |
陆面向下和向上长波辐射日峰值分别出现在12:30和14:00，并且日变化峰值最大分别出现在7月和8月，分别接近390W·m-2和490W·m-2；最弱出现在1月，分别约为230 W·m-2和370W·m-2.可见，长波向上辐射最大日峰值出现时间要比西北干旱区的迟1个月左右[24].
图 6a是全年地表反照率各月平均日变化分布.很显然，地表反照率日变化特征大致表现为不对称“V"型，早晚很大，中午较小，日变化很剧烈，与西北干旱区的观测结果不同[27， 28].在西北干旱区，地表反照率日变化特征主要表现为不对称“U"型，日变化也比较平缓[27， 28].这主要是因为干旱区土壤更干燥，反照率的日变化主要受太阳高度角控制，而黄土高原地区土壤相对较湿、降雪也较多，土壤湿度和表面积雪变化均可影响反照率的日变化.冬、春季地表反照率的“V"型日变化大多明显向左倾，这主要反映了白天积雪消融过程的影响特征；而夏、秋季地表反照率“V"型日变化的左倾性减弱或甚至转向右倾，这主要反映了白天土壤蒸发变干的影响特征.
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图 6 2004年11月~2005年10月全年地表反照率各月平均日变化(a)与地表反照率日变化范围分布(b) Fig. 6 Mean daily variation of surface albedo for each month (a) and its distributionof daily variation range (b) from Nov 2004 to Oct 2005 |
就全年各月平均反照率日变化的比较来看，地表反照率在冬、春季大，在夏、秋季节要小，这主要与降水性质有关.由于冬、春季节多降雪，地表积雪会使地表反照率增大；而夏、秋季节多降雨，土壤湿度增加反而会使地表反照率减少.地表反照率的其他扰动则与降水量大小有关，在降雪量最大的2 月反照率最高，可以达到0.3以上，而在降雨量最大的5月和7月反照率最低，接近0.16.
图 6b给出的地表反照率日变化范围分布表明，黄土高原地区地表反照率日变化范围一般在0.04左右，比干旱区的大.冬、春季积雪消融过程引起的反照率变化更显著，日变化可以达到0.06以上.
5 陆面能量平衡特征陆面温、湿和辐射收支特征支配着陆面能量平衡过程.图 7给出的全年陆面能量平衡分量各月平均日变化分布表明，陆面净辐射的日峰值出现在12:30，与总辐射变化保持了一致；近地层感热和潜热通量日峰值出现在13:30，对辐射加热的响应过程约为1h；土壤热通量的响应还要再迟30 min左右，日峰值出现在14:00.很显然，陆面能量平衡四个分量的日变化并不在同一个位相.这主要由于净辐射通量是地表面物理量，感热和潜热通量是2 m高度处的大气近地层物理量，而土壤热通量是2cm深处的土壤物理量，它们不在同一个物理平面上，不仅会引起能量分量的位相差异，还会造成陆面能量的不平衡，这反映了能量平衡分量对太阳辐射响应过程的复杂性.陆面净辐射的日谷值均出现在19:30，其他分量的日谷值不太明显，在夜间保持一个相对稳定的低值区.同时，从各分量的贡献来看，近地层感热和潜热通量基本相当，土壤热通量大约只有感热和潜热通量的1/3左右.
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图 7 2004年11月~2005年10月全年陆面能量平衡各月平均日变化分布 Fig. 7 Mean daily variation of land-surface energy balance for each month from Nov 2004 to Oct 2005 |
通过对各月平均日变化的比较表明，陆面净辐射和潜热通量的最大日峰值均出现在6月份，也与太阳总辐射一致，分别达到了475 W·m-2和240 W·m-2左右；但感热通量却有两个较大的日峰值期，分别出现在3 月和7 月份，日峰值均达到了150 W·m-2以上，与西北干旱区只有单一日峰值期完全不同，这是年降水分布特征影响的结果.从4 月开始黄土高原降水量明显增大，这就减弱了太阳辐射对地表的加热作用，使得感热通量减小，而到7月转变为太阳辐射作用强于降水的影响，造成感热通量出现了另一峰值.全年净辐射日变化谷值最低出现在11 月份，大约接近-90 W·m-2.总体来看，黄土高原定西地区能量平衡分量与西北干旱区的相比[23， 29]，净辐射基本相当，感热通量和土壤热通量要小得多.而与前面推测一样，潜热通量却要大得多.
从图 8可以更清楚地看出，陆面净辐射及感热和潜热通量月平均日峰值的年变化比较明显，而土壤热通量月平均日峰值的年变化不太明显.除陆面净辐射而外，其他陆面能量分量月平均日谷值全年相对比较稳定，但随降水有一定波动.
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图 8 2004年11月~2005年10月陆面能量分量月平均日峰值(a)和日谷值(b)的年变化 Fig. 8 Mean daily maximum (a) and minimum (b) of land-surface energy componentsfor each month from Nov 2004 to Oct 2005 |
图 9给出的全年陆面能量不平衡差额各月平均日变化分布也进一步表明，如前面所分析，因为各陆面能量平衡分量的测量不在同一物理平面，引起了比较明显的陆面能量不平衡现象.不仅不平衡差额比较大，而且日变化也很明显，无论是正差额还是负差额月平均日最大值均可超过±100 W·m-2.而且，白天正差额更明显，夜间负差额更明显，这正好反映了陆面能量平衡分量位相差异对陆面能量平衡的影响特点.平均而言，陆面能量不平衡差额冬、春较小，夏、秋季相对较大.
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图 9 2004年11月~2005年10月全年地表能量不平衡差额各月平均日变化分布 Fig. 9 Mean daily variation of margin of land-surface energy unbalancefor each month from Nov 2004 to Oct 2005 |
Bowen比是陆面气候状态的综合性物理指标.图 10给出了全年Bowen比各月平均日变化分布及其与土壤湿度的关系.可以看出，Bowen 比的日变化比较明显，在中午2:00左右最大，早晚要明显低.从全年来看，Bowen 比冬、春较大，最大出现在1 月份，达到了3.9以上；而夏、秋较小，基本在1以下，最小出现在6 月份.从理论上讲，Bowen 比能够较好反映陆面干旱状态，Bowen 比越大陆面越干旱.一般，Bowen比大于1表明陆面偏旱，小于1表明陆面偏湿.从图 10a可以看出，黄土高原地区陆面气候很敏感，波动较大，大多时候在偏旱与略偏湿边缘摆动.不过，冬、春季偏旱多，夏、秋季偏湿多；白天偏旱，晚上偏湿.
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图 10 2004年11月~2005年10月全年Bowen比各月平均日变化分布(a)及其与土壤湿度的关系(b) Fig. 10 Mean daily variation of Bowen ratio ^or each month from Nov 2004 toOct 2005 (a) and the relationship with soil moisture (b) |
陆面干旱状态应该与土壤湿度特征有一定的一致性.图 10b给出的Bowen比与10cm 深土壤湿度的散点图表明，Bowen 比与浅层土壤湿度相关较好，相关系数达到了0.62，并且还可以给出它们之间的拟合关系:
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(3) |
式中，w是土壤湿度.这印证了Bowen比对陆面干旱状态的表征能力.
从表 1给出的黄土高原半干旱区定西的陆面过程几个关键参量与西北干旱区各关键参量的对比可以看出，总体而言，黄土高原半干旱区的陆面过程特征参量与西北干旱区相比有明显的差异，黄土高原半干旱区的土壤湿度明显大于干旱区，而地表反照率与地表辐射分量却比干旱区小.
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表 1 黄土高原半干旱区各陆面过程几个关键参量全年平均值与西北干旱区的对比 Table 1 Comparison of the annual average of the key parameters of land surface process between semi-arid region in the Loess Plateau and arid region in northwest China |
黄土高原定西地区陆面物理量变化特征比较明显，与其他地区的有很大不同.表层、5cm、10cm 深度的土壤温度有比较明显日变化，50cm 以下深度的土壤温度基本没有日变化，温度活动层要比其他地区明显浅一些；而且由于小麦收割对陆面能量过程的影响，在8 和9 月份5cm 深土壤为低温层.10cm、20cm 两层土壤湿度有比较明显日变化，更深层土壤湿度基本没有日变化，土壤水分活动层在20cm 左右.不过，80cm 深度以内的土壤温度和湿度均有明显的年变化表现.尤其，土壤在30cm 深度存在一个“湿层"，而且在6 和7 月还出现浅层土壤逆湿.这些特征反映了黄土高原定西地区土壤温度和湿度受太阳辐射和降水及农业活动的综合影响规律，具有显著的内陆季风边缘区农田陆面气候特点.
总辐射和反射辐射日峰值分别出现在12:30和13:00；日峰值均在6 月最大，12 月最小，分别为750 W·m-2和150 W·m-2左右，比西北干旱区低得多.长波向下和向上辐射日峰值出现在12:30 和14:00；其日峰值最强期分别在7 月和8 月，强度分别达到390 W·m-2和490W·m-2.长波向上辐射的日峰值最大期比西北干旱区的迟1 个月左右.地表反照率日变化大致表现为不对称“V"型结构，与西北干旱地区的“U"型分布很不同；并且在冬、春季大，在夏、秋季节小，反映了冬、春季多降雪和夏、秋季多降雨的影响特征.
从对陆面能量平衡的贡献而言，近地层感热和潜热通量基本相当，土壤热通量大约只有它们的1/3左右.陆面净辐射和潜热通量的最大日峰值均出现在6月；感热通量的日峰值均在3月和7月较强，具有双峰特点.与西北干旱区相比，感热通量和土壤热通量要小得多，潜热通量却要大得多.并且，由于陆面能量平衡分量的测量不在同一个物理平面，它们的日变化具有明显的不同位相性，这种位相差异造成了较突出的陆面能量不平衡现象.同时，黄土高原定西地区陆面气候十分敏感，大多时候处在干旱临界状态，Bowen比大多时候在1 左右摆动，并与浅层土壤湿度变化有很好的一致性.
黄土高原定西地区各陆面过程参量与西北干旱区相比差异比较明显.
黄土高原定西地区处在季风边缘区，气候年际变化比较显著，本文用一年的观测资料对陆面物理量的分析认识，只能了解正常年份的陆面物理量变化规律，有一定局限性，需要在今后应用长期观测资料进行更加系统地分析.
致谢刘宏宜、杨启国、杨兴国等同志组织开展了本文研究资料的观测试验，在此表示感谢.
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